comp e estrut interna da terra

Prévia do material em texto

Unidade 2 – Planeta Terra: Sua Composição e Estrutura Interna
2.1 Aspectos Gerais
2.2 Contribuição da Geofísica para o Estudo do Interior da Terra
2.2.1 Contribuição da Sismologia
2.2.1.1 Tipos de Ondas Sísmicas
2.2.1.2 Zonas de Sombra das Ondas Sísmicas
2.2.1.3 Revelando a Estrutura Interna – Descontinuidades Sísmicas
2.2.2 Contribuição da Gravimetria
2.2.2.1 Princípio da Isostasia
2.2.3 Contribuição da Magnetometria
2.2.3.1 Mecanismo de Dínamo na Geração do Campo Geomagnético
2.2.3.2 Magnetismo da Terra no Passado Geológico
2.3 Origem e Transferência do Calor Interno
BIBLIOGRAFIA
Batista Neto, J. A., Abelin Ponzi, V. R., Sichel, S. E. – Introdução à Geologia Marinha, Interciências, 2004.
Penha, H.M. – Processos Endogenéticos na Formação do Relevo - Capítulo 2 do Livro Geomorfologia: Uma Atualização de Bases e Conceitos, Editora Bertrand Brasil, 2003.
Spencer, E.W. – Introduction to the Structure of the Earth, McGraw-Hill, 1977.
Teixeira, W. ; Toledo, M. C. M. ; Fairchild, T. R. ; Taioli, F. - Decifrando a Terra, USP/Oficina de Textos, 2001.
2 - Planeta Terra: Sua Composição e Estrutura Interna
2.1 Aspectos Gerais
	O Sol é uma estrela de quinta grandeza que forma continuamente hélio pela queima de hidrogênio na presença de carbono. O Sol faz parte da galáxia conhecida por Via Láctea. Os planetas que pertencem ao Sistema Solar, incluindo a Terra, formaram-se ao mesmo tempo em que o Sol há cerca de 4,56 bilhões de anos atrás. Esta é a idade mais remota para a contagem do tempo, na escala de tempo geológico, que tem seu início no presente, sendo medido em uma unidade de tempo equivalente a um milhão de anos (TABELA 15.1).
A Terra é o terceiro maior planeta do Sistema solar. Possui massa equivalente a 1020 toneladas e densidade média de 5,52 g/cm3. O raio equatorial terrestre é de 6.370 km e seu volume é de 1012 km3. A Terra apresenta uma atmosfera formada por emanações gasosas que tem atuado durante toda a história do planeta, sendo constituída principalmente por nitrogênio, oxigênio e argônio. A temperatura de sua superfície é suficientemente baixa para permitir a existência de água líquida, bem como vapor de água na Atmosfera, responsável pelo efeito estufa regulador da temperatura, que permite a existência de vida na Terra. Por causa dos envoltórios fluidos que a recobrem, constituída pela Atmosfera e pela Hidrosfera, a Terra quando vista do espaço assume coloração azulada. Esta visão magnífica foi relatada pela primeira vez por Yuri Gagarin - o astronauta russo que participou, pela primeira vez, de uma missão aeroespacial.
A característica principal do planeta Terra é seu conjunto de condições únicas(?) e extraordinárias que favorecem a existência e a estabilidade de muitas formas de vida, inclusive a do Homem. Evidências de vida bacteriana abundante na Terra foram já relatadas, encontradas em rochas com idade de 3,5 bilhões de anos.
A superfície terrestre recebe energia do Sol através da radiação incidente, que produz os movimentos na Atmosfera e nos oceanos do planeta. Estas últimas atividades são as que provocam profundas transformações na superfície da Terra, modificando-a continuamente. Justificam assim o fato de que quaisquer feições primitivas de sua superfície como, por exemplo, crateras de impacto meteorítico, tenham sido fortemente obscurecidas ou totalmente apagadas ao longo de sua história.
O planeta Terra é composto por várias camadas que se dispõem em função de suas densidades em ordem crescente, desde a Ionosfera, composta por gases rarefeitos e partículas livres, até o seu Núcleo interno, aparentemente composto por metais pesados em estado sólido. Entre estes dois extremos, encontra-se uma gradação de materiais com diferentes composições que caracterizam: a Atmosfera (gasosa), a Hidrosfera (líquida), a Litosfera (sólida), o Manto (pastoso/viscoso) e o Núcleo externo (líquido).
As poucas informações do interior da Terra, obtidas por observações diretas (meteoritos, rochas lunares, perfurações, dragagens, lavas, xenólitos e ofiolitos), correspondem às rochas extraterrestres ou oriundas de poucas centenas de quilômetros de profundidade. Por exemplo, as perfurações mais profundas da Crosta terrestre amostraram rochas que representam aproximadamente 0,2% do raio do planeta, pois, somente o Manto e o Núcleo representam cerca de 99% do volume da Terra. Os xenólitos mantélicos, que são trazidos à superfície terrestre pelos magmas de composição alcalina, especialmente kimberlitos, são as evidências diretas de maior profundidade que temos conhecimento. Estes materiais são trazidos de profundidades maiores que 100 km.
2.2 Contribuição da Geofísica para o Estudo do Interior da Terra
A maior parte do conhecimento sobre a composição de materiais existentes no interior da Terra foi obtida através de informações indiretas. Estas informações foram obtidas com a ajuda da Geofísica. A Geofísica é a ciência que investiga propriedades físicas do interior da Terra através de métodos indiretos. 
A Geofísica tem por base princípios fundamentais da física tais como: gravidade, magnetismo, propagação de ondas elásticas ou acústicas, fluxo de calor, eletricidade e eletromagnetismo. Os dados instrumentais são medidos por instrumentos de alta precisão que, após seu processamento, permitem a interpretação de propriedades físicas do interior do planeta. Os métodos geofísicos mais utilizados para investigação do interior da Terra são Sismologia, Gravimetria e Magnetometria.
2.2.1 Contribuição da Sísmologia
No estudo do interior da Terra os métodos sísmicos estão entre os mais efetivos. Análises sismológicas são feitas a partir do monitoramento dos tempos de percurso, decorrentes da propagação de ondas elásticas ou acústicas geradas por terremotos e, mais recentemente, geradas por explosões atômicas. Os terremotos demonstram inequivocamente, mais do que qualquer outro fenômeno natural, o caráter dinâmico da Terra.
Modelos do interior da Terra são construídos a partir da localização de descontinuidades sísmicas, provocadas por mudanças drásticas nas propriedades elásticas dos materiais rochosos atravessados, em decorrência de possuírem velocidades de propagação próprias e distintas. São monitorados os tempos de percurso em que as ondas sísmicas viajam, partindo da posição em que ocorreu o terremoto, indo até as descontinuidades onde as ondas sísmicas são refletidas ou refratadas, retornando depois à superfície, na posição dos Observatórios Sísmológicos.
A análise de milhares de terremotos durante muitas décadas possibilitou construir curvas, tempo-distância, de todas as ondas sísmicas refratadas e refletidas no interior da Terra (Fig. 3.11). Modelos de grande escala da Terra foram então derivados a partir da sismologia de terremotos, permitindo o reconhecimento das subdivisões mais marcantes do interior da Terra, quais sejam: Crosta, Manto e Núcleo.
2.2.1.1 Tipos de Ondas Sísmicas
	As ondas sísmicas, geradas pelos terremotos e pelas explosões nucleares, são de dois tipos: ondas de corpo e ondas superficiais.
As ondas superficiais, cuja energia decai exponencialmente com a profundidade, são aquelas que se propagam próximas à superfície. Elas são de dois tipos:
Ondas Rayleigh, que têm como principal característica seu movimento elíptico e retrógrado no sentido da propagação da onda (Figura 2-8 c).
Ondas Love, que possuem movimento transversal (Figura 2-8 d).
Por suas características próprias, as ondas superficiais são as mais perigosas e devastadoras para o ser humano, causando grandes estragos e prejuízos para o meio ambiente, já que trafegam próximas à superfície com grande energia, movimentando o solo em várias direções e gerando esforços enormes sobre construções e edificações.
	As ondas de corpo, por outro lado, são aquelas que se propagam em direção ao interior da Terra. São as mais importantes para o estudo do interior do planeta. Elas são de dois tipos(Figura 2-8 a, b): ondas P (primária ou longitudinal) e ondas S (secundária ou transversal). 
As ondas P são as que trafegam mais rápido pelo interior da Terra, pois sua movimentação é no mesmo sentido da propagação da onda. Sua propagação ocorre por compressões e distensões (Figura 2-8 a), sendo sua velocidade de propagação obtida através da seguinte relação:
Vp = ( (k + 4/3 µ) / ρ
Onde: k é o módulo de Bulk, μ é o módulo de rigidez e ρ é a densidade
	As ondas S trafegam através do interior da Terra de tal forma que o movimento da onda é transversal ao sentido de propagação (Figura 2-8 b). Assim a relação que expressa a sua velocidade é:
Vs = √ μ / ρ
2.2.1.2 Zonas de Sombra das Ondas Sísmicas
	Quando ocorre um terremoto as ondas de corpo, que se propagam pelo interior do planeta, são registradas pelas estações sismológicas que compõem uma rede mundial de sismógrafos localizados nos continentes e também em várias ilhas oceânicas. No entanto, algumas estações sismológicas que se localizam na faixa angular de 103º a 142º com relação ao foco do terremoto (hipocentro) não acusam a chegada das ondas P (Figura 2-10 a). Entre a faixa angular de 103° a 180º com relação ao foco do terremoto, as estações sismológicas não acusam a chegada das ondas S (Figura 2-10 b). Estas regiões são denominadas de zonas de sombra para as ondas P e S. O significado das zonas de sombra para as ondas sísmicas será explicado a seguir.
2.2.1.3 Revelando a Estrutura Interna – Descontinuidades Sísmicas
	A Figura 2-12 é uma representação esquemática da estrutura interna da Terra e de suas respectivas camadas. Esta Figura ajudará no entendimento do item 2.2.1.3 a partir de agora.
Crosta Terrestre
	A Crosta terrestre é a camada sólida mais externa do planeta, possuindo espessura muito fina, de alguns poucos quilômetros, quando comparada com as demais camadas internas. Está dividida em duas partes: Crosta continental e Crosta oceânica. A descontinuidade sísmica que separa a Crosta do Manto é marcada por um suave aumento de velocidade das ondas P. A Crosta, como um todo, é então definida por uma camada que vai da superfície até a descontinuidade sísmica descoberta por Mohorovicic e denominada de Moho ou M em sua homenagem. A descontinuidade de Moho é reconhecida, ao redor da Terra, através de um incremento na velocidade das ondas P, de 7,0 para 8,0 km/seg, na passagem da Crosta para o Manto (FIGURE 16-5).
Crosta Continental
A espessura da Crosta continental é de 35 km em média, apresentando, porém, consideráveis variações a partir desta média. As principais áreas onde ocorre desvio de espessura a partir da média localizam-se ao longo de estreitos cinturões, nas regiões montanhosas dobradas dos continentes (Fig. 6.10). Ali, espessuras crustais da ordem de 50 a 70 km são observadas.
A Crosta continental, além de ser mais espessa que a oceânica, é também quimicamente mais variada. Sua densidade média é de 2,60 g/cm3. Velocidades sísmicas encontradas nas porções altas dos continentes, em torno de 6,0 a 6,2 km/seg (FIGURE 16-5), correspondem às velocidades experimentais das rochas graníticas. Aqui estão incluídas as seções sedimentares e as rochas gnáissicas do embasamento cristalino, bem como os granitos e seus equivalentes eruptivos. A passagem da Crosta granítica, siálica ou félsica (6.0 a 6,2 km/seg) para a Crosta basáltica ou máfica (6,5 a 7,6 km/seg) nos continentes é caracterizada pela descontinuidade que leva o nome Conrad em sua homenagem (FIGURE 16-5).
A Crosta continental é constituída por rochas de baixa densidade e baixo ponto de fusão, que se fundiram no interior da Terra. Estes materiais rochosos se separaram do Manto por diferença de densidade na época da formação do planeta.
Crosta Oceânica
	A crosta oceânica nasce nas cadeias meso-oceânicas. As cadeias meso-oceânicas (Unidade 3) estão relacionadas com o movimento distensivo ou divergente de duas placas tectônicas (Figura 4-10), onde ocorre o espalhamento do fundo oceânico. O fenômeno geológico de formação da crosta oceânica tem sua origem nas correntes de convecção no Manto Superior. Estas correntes provocam o deslocamento simultâneo de calor e massa mantélica fundida (magma), do interior para a superfície terrestre (Figura 2-13).
A espessura da Crosta oceânica varia em média em torno de 5 a 10 km (FIGURE 16-5). Espessamento a partir da média ocorre nos arcos de ilha, com o encontro de duas crostas oceânicas, pelo movimento das placas tectônicas (Fig. 6.10).
Na maior parte da Crosta oceânica encontra-se velocidades em torno de 6,5 a 7,6 km/seg, características dos basaltos e de seus representantes intrusivos diabásio e gabro, a exceção da fina cobertura sedimentar (FIGURE 16-5). Sua densidade média é em torno de 2,85 g/cm3. Seu limite inferior é evidenciado por uma descontinuidade sísmica (Moho) associada ao aumento na densidade das rochas mantélicas subjacentes compostas por peridotitos.
Manto
O Manto é a camada que começa logo abaixo da Crosta, após a descontinuidade de Moho. As velocidades sísmicas provenientes de materiais do Manto, em torno de 8,1 km/seg (FIGURE 16-5), correspondem às velocidades experimentais das rochas ultrabásicas, tais como dunito e peridotito, submetidas a temperaturas e pressões elevadas. Deste modo, a composição do Manto superior é interpretada como sendo do tipo ultrabásico. 
As rochas ultrabásicas são observadas na superfície como inclusões nos basaltos, nos kimberlitos e como xenólitos ultrabásicos associados. Os principais minerais que ocorrem nas inclusões ultrabásicas são olivina, enstatita e augita. Eles adquirem nestas rochas densidades da ordem de 3,30 g/cm3. A proporção destes minerais é altamente variável, desde dunito com 100% de olivina até rochas sem olivina. Deste modo, as rochas mantélicas são mineralogicamente variáveis, indicando que o Manto superior não é constituído por uma camada homogênea de rochas.
Pelo menos duas outras descontinuidades ocorrem no interior do Manto, de acordo com a FIGURE 16-2:
A primeira delas é uma zona que começa a 200 km de profundidade na qual as velocidades das ondas P e S decrescem, conhecida como Zona de Baixa Velocidade, descrita abaixo na definição da Astenosfera. 
A segunda é uma descontinuidade que ocorre a 900 km, na qual a razão de crescimento das velocidades das ondas P e S decresce com a profundidade, servindo para separar o Manto em duas porções: Manto superior e Manto inferior.
Litosfera
A litosfera é a camada externa da Terra, relativamente instável e litificada, que se estende desde a superfície até a zona de baixa velocidade, a 200 km de profundidade. Ela inclui a Crosta terrestre e algumas porções do Manto superior denominadas, em conjunto, de Manto litosférico, onde se origina a maioria dos terremotos (Figura 2-12). 
Na Litosfera as rochas são relativamente frias e sua viscosidade muito alta, o que as torna endurecidas ou litificadas, originando as Placas Tectônicas Litosféricas. Por causa disso, podem suportar grande carga de peso, não se deformando plasticamente.
Astenosfera
A fronteira inferior da Litosfera começa na zona de baixa velocidade no interior do Manto (Figura 2-12). Esta zona exibe menos resistência do que o restante da Litosfera, sendo mais dúctil e plástica, muitas vezes referida como Astenosfera (FIGURE 16-3). A Astenosfera se comporta como um fluido semi-pastoso que se move lentamente com o passar do tempo geológico. Os fluxos viscosos gerados por este movimento são denominados de correntes de convecção (Figura 2-13).
A Astenosfera coincide, em profundidade, com uma pronunciada mudança no gradiente de temperatura (FIGURE 16-4), indicando a presença de magma, ou seja, rocha em estado de fusão. Por ser mais quente e plástica, a Astenosfera pode acomodar estresses ou deformações. Estas mudanças nas propriedades físicas que ocorrem na Astenosfera são certamente de grande importância na explicação do deslocamentodas Placas Tectônicas Litosféricas.
Núcleo Externo
A descontinuidade Manto-Núcleo é marcada pelo desaparecimento das ondas de cisalhamento ou ondas S a 3.000 km de profundidade, sugerindo um Núcleo externo líquido (FIGURE 16-2). Este mesmo fato é atestado pela Zona de Sombra para as ondas P e S na Figura 2-10 A e B. A queda brusca da velocidade das ondas P nesta região (FIGURE 16-2) corrobora a passagem de um Manto sólido para um Núcleo externo líquido.
A densidade do Núcleo externo é muito maior do que a do Manto (Fig. 3.13), conforme deduzida de outras considerações geofísicas, como a massa total da Terra e seu momento de inércia. Estas características - de velocidade sísmica baixa e densidade alta - são uma indicação de que o Núcleo externo, além de líquido, possa ser constituído predominantemente de ferro e níquel, que se fundem a temperaturas mais baixas que as rochas silicatadas.
Núcleo Interno
	O Núcleo externo tem seu limite com o Núcleo interno na descontinuidade de Lehmann, a uma profundidade de 5100 km (FIGURE 16-2). Este fato é evidenciado pelo aumento na velocidade de propagação das ondas P, sugerindo um Núcleo interno sólido. Provavelmente o Núcleo interno já foi líquido nos primórdios da formação da Terra. Com o passar do tempo geológico, porém, perdeu a maioria do seu calor, solidificando-se por resfriamento.
2.2.2 Contribuição da Gravimetria
	A gravitação é uma propriedade fundamental da matéria, manifestando-se em todas as escala de grandeza, desde a atômica até a cósmica. Os fenômenos gravitacionais são descritos pela lei de Newton da atração gravitacional universal, segundo a qual matéria atrai matéria, na razão direta das massas e na razão inversa do quadrado da distância. A atração gravitacional é o fenômeno que mantém coesos e em equilíbrio a Terra, os outros planetas do Sistema Solar, o próprio Sol e todos os demais corpos celestes, incluindo as galáxias estelares mais distantes.
	Da lei de Newton da atração gravitacional se deduz a expressão do campo gravitacional de um determinado corpo. O campo gravitacional da Terra inclui anomalias, que resultam do contraste na densidade das rochas (Fig. 4.3). As assim chamadas anomalias gravimétricas são detectadas por aparelhos sensíveis denominados gravímetros, após serem feitas correções e reduções inerentes ao método gravimétrico. A representação de anomalias gravimétricas é feita através de mapas de curvas de iso-valores. Nestes mapas ocorrem altos e baixos gravimétricos associados à diferenças na densidade dos materiais rochosos que ocorrem na Crosta e no Manto superior (Fig. 4.6).
2.2.2.1 Princípio da Isostasia
	Em 1735 e 1745 foram feitas expedições ao Peru por P. Bouguer, com o objetivo de determinar a forma da Terra. Nessa viagem, Bouguer notou que as montanhas da Cordilheira dos Andes exerciam uma força de atração gravitacional, menor do que a esperada para o respectivo volume. Cerca de um século mais tarde, G. Everest fez a mesma observação nos Himalaias, durante uma expedição à Índia.
Em 1855 J.H. Pratt e G. Airy propuseram hipóteses para explicar essas observações, surgindo em 1889 o termo isostasia para denominar o mecanismo que as explica. De acordo com o conceito de isostasia, há uma deficiência de massa abaixo da cordilheira aproximadamente igual à massa das próprias montanhas.
O conceito de isostasia se baseia no princípio de equilíbrio hidrostático de Arquimedes, no qual um corpo ao flutuar desloca uma massa de água equivalente à sua própria. Nesse caso, uma cadeia montanhosa se comporta como uma rolha flutuando na água.
 De acordo com o princípio da isostasia, a camada superficial da Terra, relativamente rígida, flutua sobre um substrato mais denso. Sabemos hoje que essa camada corresponde à Crosta e parte do Manto superior, que, em conjunto, integram a Litosfera. O substrato denso é a Astenosfera, caracterizada por um fluido viscoso, onde ocorrem deformações plásticas variando na escala do tempo geológico.
No modelo de Airy, as montanhas são mais altas por possuírem raízes profundas, da mesma forma que um imenso bloco de gelo flutuando no mar (Fig. 4.7). No modelo de Pratt, as montanhas são elevadas por serem compostas por rochas de menor densidade do que as existentes nas regiões laterais vizinhas (Fig. 4.8), havendo neste caso diferenças laterais de densidade. 
Sabemos, hoje em dia, que os dois modos de compensação isostática ocorrem na natureza (Fig. 4.9):
As montanhas são mais altas, pois se projetam para as partes mais profundas do Manto, conforme informações advindas da sismologia.
Os continentes situam-se acima do nível do mar devido às diferenças de composição e densidade entre a Crosta continental e a Crosta oceânica.
2.2.3 Contribuição da Magnetometria
	Têm-se relatos de que a bússola já era usada por volta de 1100 depois de Cristo pelos chineses, a quem é atribuída sua descoberta. As primeiras investigações sobre o fenômeno do magnetismo só tiveram início em 1269 com as experiências de Petrus Peregrinus que esculpiu magnetita numa forma esférica, da qual aproximava pequenos ímãs.
Na Inglaterra, William Gilbert repetiu e ampliou as experiências de Petrus Peregrinus, reunindo todo o conhecimento sobre magnetismo no tratado De Magnete, publicado em 1600. A partir das semelhanças no comportamento magnético com a magnetita esférica, ele reconheceu que a própria Terra era um imenso ímã. Esta conclusão equivale a dizer que a Terra é uma esfera uniformemente magnetizada.
Foi apenas depois de 1838 que se pôde conhecer melhor a distribuição do campo magnético terrestre, quando Friedrich Gauss começou a fazer medidas sistemáticas da intensidade do campo geomagnético, cuja intensidade, que é considerada baixa, é da ordem de 50.000 nT (nanoTesla). Através de análise matemática, ele demonstrou que 95% do campo magnético da Terra originam-se no seu interior (Núcleo) e somente uma pequena parte restante provém de fontes externas (Ionosfera).
O eixo de dipolo geocêntrico (Fig. 4.11) está próximo do eixo de rotação da Terra e faz com ele um ângulo de cerca de 11,5º. Por essa razão, a agulha de uma bússola não aponta exatamente para o norte e sua direção faz um ângulo com a direção norte-sul, fato este já conhecido dos grandes navegadores desde o século XVI. Esse ângulo de desvio da agulha é a declinação magnética. O ângulo que a agulha faz com o plano horizontal é chamado de inclinação magnética.
Concentração de minerais magnéticos em rochas da Crosta terrestre são as principais fontes de anomalias localizadas do campo geomagnético (Fig. 4.20). Essas anomalias acima de jazidas de ferro podem exceder o campo magnético da Terra.
2.2.3.1 Mecanismo de Dínamo na Geração do Campo Geomagnético
	A análise de ondas sísmicas indica que, pelo menos em parte o Núcleo externo da Terra é líquido. Já é universalmente aceito que o movimento desse fluido metálico gera corrente elétrica que, por sua vez, induz campo magnético segundo a lei de Àmpere do eletromagnetismo.
O Núcleo externo consiste de uma esfera gigante, essencialmente metálica, do tamanho aproximado do planeta Marte. Sob condições normais, o Núcleo externo fluido conduz calor e eletricidade até melhor do que o cobre e tem uma baixa viscosidade. Com um raio médio de 3.485 km, ele corresponde à cerca de 1/6 do volume da Terra e a cerca de 1/3 de sua massa. A densidade do Núcleo externo varia de, no mínimo, 9 vezes a densidade da água nas suas bordas, até 12 vezes a densidade da água no seu centro. Os cálculos de densidade combinados com as hipóteses acerca da origem do sistema solar sugerem que o Núcleo externo é composto principalmente de ferro e níquel com traços de elementos mais leves como enxofre e oxigênio. 
No seu interior, localiza-se um Núcleo interno com propriedades diferentes. Tem um raio de 1220 km, o que corresponde a 2/3 do tamanho da Lua e, ao contrário do Núcleo externo, é sólido.
	A partir dessas evidencias, a única teoria viável de geraçãodo campo magnético terrestre é aquela que trata o Núcleo como uma espécie de dínamo auto-sustentável. Este modelo foi desenvolvido por volta de 1950 por Bullard e Elsasser. Um dínamo é um mecanismo que converte energia mecânica em energia elétrica, como aquele utilizado em centrais hidrelétricas. O dínamo da Terra é auto-sustentável porque, depois de haver sido disparado por um campo magnético fraco como é o campo geomagnético, continuou produzindo seu próprio campo sem suprimento de campo externo. O líquido metálico do Núcleo externo, movendo-se de maneira apropriada, agiria então como um dínamo auto-sustentável, segundo o modelo modificado por Sharma em 1986 (Figura 2-7).
2.2.3.2 Magnetismo da Terra no Passado Geológico
	Em meados do século XX verificou-se que a história magnética da Terra fica registrada nas rochas como um magnetismo fóssil. Alguns minerais que contêm ferro, ao serem submetidos a um campo magnético, comportam-se como ímãs permanentes, isto é, esses minerais retêm uma magnetização que é chamada remanescente, mesmo depois de cessada a ação do campo magnético. Substâncias desse tipo são chamadas ferromagnéticas.
	A intensidade de magnetização das rochas é em geral fraca, porém, através de instrumentos sensíveis, é possível determinar a direção da magnetização remanescente e tentar reconstruir o passado magnético da Terra. O estudo sistemático das rochas, com essa finalidade, é denominado paleomagnetismo.
	Os estudos paleomagnéticos indicam que a Terra tem tido um campo magnético significativo, pelo menos durante os últimos 2,7 bilhões de anos. Entretanto, várias rochas apresentam magnetização inversa à esperada, isto é, compatível com um campo geomagnético de polaridade oposta à do campo atual, com linhas de forças que emergem do pólo norte e convergem para o pólo sul.
	Na época em que se iniciaram as pesquisas magnéticas nas rochas da crosta oceânica, feitas por navios oceanográficos, levando a bordo aparelhos sensíveis denominados magnetômetros, revelou-se um fato surpreendente. À nordeste do oceano Pacífico foi mapeado um padrão de anomalias magnéticas lineares, diferentes de qualquer padrão conhecido nos continentes. Esse padrão é formado por faixas de polaridades alternadas e dispostas simetricamente em relação à cadeia meso-oceânica, como ilustrado na Fig. 4.23. Vine e Mathews propuseram em 1963 que esse padrão zebrado era conseqüência da expansão do assoalho oceânico e das reversões do campo geomagnético, através de um processo representado esquematicamente na Fig. 4.23. 
O material fundido do Manto, ascendendo em correntes de convecção através das cadeias oceânicas, esfria ao atingir a superfície terrestre. Os minerais ferromagnéticos (principalmente magnetita) cristalizados nesse magma adquirem magnetização induzida pelo campo geomagnético. Essa magnetização será permanentemente retida por esses minerais quando atingirem temperaturas abaixo de um certo valor característico. Essas temperaturas são chamadas de temperatura de Curie que, para a magnetita, é da ordem de 580ºC. A nova rocha assim formada e já magnetizada constitui-se num novo segmento do assoalho oceânico, que lentamente afasta-se da cadeia, enquanto por ela novo material ascende. Nesta fase, se o campo geomagnético inverteu a polaridade, surgirá então uma nova faixa de assoalho, desta vez com polaridade invertida. Assim, surge, ao longo prazo, o padrão zebrado simétrico à cadeia, tal como foi observado. O assoalho oceânico comporta-se, portanto, como uma esteira rolante que grava a história das reversões do campo geomagnético tal qual uma fita magnética, à medida que vai se formando no tempo geológico.
2.3 Origem e Transferência do Calor Interno
À exceção do calor vindo do Sol, o fluxo de calor interno é a mais importante fonte natural de energia terrestre. Cerca de 2 X 1010 calorias de energia, por ano, atingem a superfície, proveniente das profundezas do planeta. Ela é mil vezes maior do que a energia requerida para erguer 1 cm as Montanhas Rochosas e representa 10 vezes toda a energia já usada pelo homem. Por isso, à medida que penetramos a Crosta, há incremento contínuo de temperatura - gradiente ou grau geotérmico - cuja média é de 1º C a cada 33 m, variando com a região.
Uma vez reconhecida, no interior do planeta, a presença dessa energia, pela qual os fenômenos endógenos são acionados, o questionamento é imediato: de onde provém e como é transferida essa energia na Terra? Tendo em vista que o curso evolutivo inicial da Terra foi semelhante a dos demais planetas, o processo de acresção planetária se constituiu em importante fator de aquecimento do protoplaneta, gerando temperaturas iniciais próximas a 1000º C. Entretanto, a radioatividade e a conversão de energia gravitacional em térmica, juntamente com o resfriamento do Núcleo interno, há mais de quatro bilhões de anos atrás, são as principais fontes do calor interno.
Não considerando os radioelementos de vida curta, presentes nos primórdios da história do planeta, o calor produzido pela desintegração de urânio 238 e 235, de tório 232 e de potássio 40, é responsável pela manutenção de uma dinâmica interna até os dias de hoje. A radioatividade libera calor que, por sua vez, se transforma em trabalho, gerando forças que movimentam as Placas Tectônicas Litosféricas e erguem imensas cordilheiras.
O calor proveniente do interior da Terra é transferido, de dentro para fora, principalmente por convecção térmica - fenômeno que envolve transferência simultânea de matéria ou massa (Figura 2-13). Esta hipótese está baseada nas duas seguintes premissas:
As rochas e os materiais rochosos em geral são péssimos condutores de calor;
A Geofísica indica a presença de matéria capaz de fluir sob extremas condições de temperatura e pressão no interior do planeta, nas regiões do Manto e do Núcleo.
Sendo o Manto convectivo, sem condições de armazenar grandes quantidades de calor por longos períodos de tempo, temos que admitir que o Núcleo é uma importante fonte de calor (( 6.000º C), transmitindo-o para a Litosfera, na forma de células convectivas ou plumas térmicas, através do Manto (Figura 2-13). O Manto, por sua vez, acha-se empobrecido de elementos radioativos em sua porção superior, pois, depletados geoguimicamente, enriquecem a Crosta continental em diferentes episódios magmáticos. Tem-se, com esse modelo, o Núcleo influenciando a circulação de matéria, no Manto inferior e superior e, conseqüentemente, promovendo a Tectônica de Placas.
Já foi constatado, através de estudos petrológicos em rochas magmáticas, que a matéria, oriunda de diferentes profundidades, chega à superfície terrestre, e vários são os mecanismos sugeridos para explicar essa mobilidade. Com a geologia isotópica verifica-se, em algumas regiões, a presença de rochas derivadas de magmas que, de alguma forma, receberam contribuição mantélica, demonstrando heterogeneidades geoquímicas no Manto superior.
Sendo o Manto convectivo, o transporte de calor do interior para a superfície é feito através das correntes convectivas, que promovem os movimentos das Placas Litosféricas. Conjuntamente, porções de matéria são extraídas dessas regiões e adicionadas na Crosta, sob a forma de injeções magmáticas.
Os magmas, assim derivados, misturam-se, em maior ou menor grau, com o material crustal siálico, gerando plútons, que são porções magmáticas cristalizadas no interior da crosta, ou processos vulcânicos de natureza básica ou básica/andesítica, segundo o ambiente geotectônico envolvido.
Admite-se, também, a presença de plumas térmicas mantélicas ou pontos quentes denominados “hot-spots” gerando focos térmicos e, conseqüentemente, mobilidade de matéria do interior para a superfície, expressos, geologicamente, por vulcões intraplacas, como, por exemplo, no caso das ilhas havaianas do Pacífico (Fig. 6.9).
�PAGE �
�PAGE �11�